Depósito de oro de Tanjianshan en la prefectura autónoma mongol y tibetana de Haixi, provincia de Qinghai

El depósito de oro de Tanjianshan en la prefectura autónoma mongol y tibetana de Haixi en la provincia de Qinghai fue descubierto por la Brigada de Exploración Geológica y Mineral N° 1 de la provincia de Qinghai a fines de la década de 1980 durante inspecciones de anomalías radiactivas.

1 Antecedentes geológicos regionales

El depósito de oro de Tanjianshan está ubicado en el borde norte del bloque Qaidam y pertenece al "Cinturón plegado de montañas remanentes en el bloque Qaidam del norte". Las capas estructurales del área se extienden en dirección NO y están rodeadas de fallas (Figura 1).

Figura 1 Un bosquejo de la estructura geológica regional del depósito de oro de Tanjianshan

(Según Yu Fengchi et al., 1998)

Q—Cuaternario; J-R: Sistema Luo Pseudozoico - Sistema Terciario (Sistema Paleo-Neógeno); Roca básica de Caledonia; Σ3 - Roca ultrabásica de Caledonia. 1—límite de la cuenca continental; 2—zona de corte dúctil; 3—zona de falla frágil; 4—zona de falla inferida; 5—depósito de oro de Tanjianshan

El área de composición del grupo Paleoproterozoico Daken Daban El basamento cristalino de la corteza terrestre está compuesta por series de rocas metamórficas de profundidad media. El Grupo Wandonggou Mesoproterozoico se formó en la depresión del margen continental y está compuesto por rocas fangosas de carbono ligeramente metamorfoseadas y rocas carbonatadas ricas en magnesio. Entre ellas, la serie de rocas negras es la capa fuente de oro. El Grupo Tanjianshan del Ordovícico Superior se formó en un ambiente de rift intracontinental. Está compuesto por un conjunto de rocas volcánicas intermedias-básicas, rocas piroclásticas y algunas rocas clásticas terrígenas y rocas carbonatadas con un espesor de más de 5000 m. metamorfosis. Los estratos del Paleozoico tardío están sólo dispersos y compuestos principalmente por fases de transición marinas y marino-terrestres. Posteriormente, la corteza regional fue separada del medio marino. Debido a la evolución múltiple de apertura y cierre de la corteza regional y la napa intracontinental a gran escala en el período posterior, los estratos de las diferentes eras mencionadas anteriormente están todos en contacto de falla. El depósito de oro de Tanjianshan está ubicado en la zona regional de corte dúctil con tendencia NO en el lado norte de la zona de transición entre el Grupo Wandonggou y el Grupo Tanjianshan.

2 Características Geológicas de la Zona Minera

2.1 Estratos

La mayoría de los estratos expuestos en la zona minera son el Grupo Wandonggou, que es un conjunto de estratos que han sufrido metamorfismo regional y fuerzas dinámicas, rocas clásticas arcillosas de carbono metamórficas y formaciones rocosas de carbonato ricas en magnesio generalmente se extienden en la dirección NO (Fig. 2).

La estratigrafía del Grupo Wandonggou se divide en dos grupos de rocas: el grupo de rocas superior e inferior: el grupo de rocas inferior está compuesto por mármol de dolomita de capas gruesas y mármol de dolomita rayado, y hay miles de carbonos. sericitas en la parte superior entrecapas de rocas; la formación rocosa superior son principalmente rocas tipo esquisto-filita carbonosas gris-negras, con calizas cristalinas intercaladas en la parte superior. La formación carbonosa de esquisto y filita de la Formación Shanyan es una importante formación mineral en esta área.

Según datos regionales, el contenido de oro de la formación del Grupo Wandonggou es bajo (1,04 × 10-9 en la sección superior, 1,0 × 10-9 en la sección inferior), y los cambios de contenido también son pequeño (el coeficiente de variación del contenido de oro en la sección superior es 1,76 y el contenido de oro en la sección inferior es 1,76 · 1,75), lo que indica que el proceso de formación (sedimentación y posterior metamorfismo) del Grupo Wandonggou apenas estuvo acompañado de mineralización de oro.

2.2 Estructura

La actividad tectónica en la zona es intensa, manifestándose principalmente en pliegues estratigráficos, esquistificación de rocas y actividades fallantes.

Hay dos grupos de estructuras plegadas: un grupo es una estructura sinclinal compuesta con tendencia NO. El núcleo está formado principalmente por estratos de esquisto-filita carbonoso de la Formación Rocosa Superior del Grupo Wandonggou, y las dos alas son. formaciones dolomíticas de la Formación Roca Inferior. Con la formación de este sinclinal, las capas de roca sufren esquizofrenia en la misma dirección, y se forman "manchas" compuestas de fenocristales metamórficos de granate en el esquisto de filita; junto con la formación de este grupo de pliegues, se produjo una zona de esquistificación de tendencia casi SN. Los sinclinales compuestos con tendencia NO y las zonas de esquistificación codireccional se formaron durante el período Caledonio, mientras que los pliegues de capas intermedias con tendencia casi SN y las zonas de esquistificación codireccional se formaron durante el período Varisco. La parte de resurrección de la zona de esquistificación temprana (zona de cizallamiento dúctil), la zona de fractura frágil de la zona de esquistificación tardía y la fractura axial (o escisión) de los pliegues de las capas intermedias casi dirigidos por SN y la parte de colapso de las capas intermedias (o zona de desprendimiento de las capas intermedias) ) (Figura 1) es una importante estructura de almacenamiento de mineral en el área minera.

Hay tres grupos de estructuras de fallas: con tendencia NO, con tendencia NNE y con tendencia casi EW (Figura 2).

Entre ellas, las fallas con tendencia NNE (y casi SN) son de escala relativamente pequeña y en su mayoría son fallas axiales o fallas de deslizamiento entre capas en las alas plegadas. Son importantes fallas que controlan y alojan minerales en el área. .

Figura 2 Bosquejo geológico de la zona minera de oro de Tanjianshan

(Según Cui Yanhe et al., 2000)

Q—Cuaternario 1—Roca de filitas carbonosas; - esquisto; 2 - mármol; 3 - pórfido de granito plagioclasa; 5 - yacimiento de mineral; 7 - eje anticlinal; 9 - perfil CD (Fig. 3 posiciones)

2.3 Rocas magmáticas

Las rocas magmáticas en el área minera son principalmente rocas intrusivas variscanas de ácido medio. Los tipos de rocas incluyen pórfido de plagiogranito, pórfido de granito y pórfido de granito Gang, aplita de plagioclasa y diorita. pórfido o diorita aplita y roca Yunhuang. El pórfido de granito de plagioclasa se produce como una pequeña intrusión, que es la parte del pórfido de granito de plagioclasa expuesta en el área minera de Tanjianshan. La mayoría de las rocas del dique han sufrido alteraciones, y algunas se han doblado y arrugado debido a la influencia de los movimientos tectónicos. Después de alterar y mineralizar la roca de la veta, se forma un yacimiento de oro tipo veta.

Según datos regionales, el contenido medio de elementos mineralizantes en las rocas intrusivas variscanas de la zona minera es inferior al valor de Clark y el contenido cambia poco. Sólo el contenido de oro del pórfido de granito de plagioclasa es relativamente alto (valor medio 2,54×10-9), y el contenido de arsénico también es correspondientemente alto (9,65×10-6). Los contenidos de oro y arsénico en las rocas de la veta aumentan simultáneamente de básico a neutro a alcalino, lo que refleja que las rocas ácidas en el pórfido de granito de plagioclasa en el área minera probablemente constituyan el área de fuente de oro.

3 Características geológicas de los depósitos minerales

Los principales yacimientos industriales se distribuyen en dirección NNE, y algunos yacimientos se distribuyen en dirección NW. Las formas de los yacimientos son en su mayoría en capas, en forma de venas y lentes (Figura 2, Figura 3). No hay un límite obvio con la roca circundante alterada, lo que muestra una relación de transición gradual.

Figura 3 Perfil C-D del depósito de oro de Tanjianshan

(Según Cui Yanhe et al., 2000)

1—Depósitos aluviales cuaternarios 2—Filita de carbono; ; 3-mármol dolomítico; 4-pórfido de granito; 5-yacimiento de mineral de oro; 6-yacimiento de mineral de oro; 7-perforación; cruce de 8 vetas

Minerales principales Es un tipo de roca estructuralmente alterada, que Se puede dividir en tipo esquisto-filita carbonoso alterado y tipo dique alterado según las diferentes rocas originales alteradas. Los minerales incluyen principalmente oro natural, mineral de oro plateado, arsenopirita y pirita de arsénico. Los minerales de ganga incluyen principalmente cuarzo, sericita, clorita, epidota y dolomita.

La estructura del mineral es principalmente de cubo euhédrico-semiédrico, granular dodecaédrico pentagonal, borde, anillo y estructuras de inclusión en forma de tamiz. La estructura del mineral es principalmente aglomerados diseminados y en forma de globo ocular y venas reticulares delgadas. venas, etc

La alteración de la roca de la pared del depósito es principalmente piritización, silicificación, sericitización y una pequeña cantidad de carbonatación de la roca huésped del mineral (filita-esquisto carbonoso). El color oscuro de la roca de la pared Los minerales a menudo sufren cloritización. y epidoteización. La relación entre yacimientos minerales, rocas alteradas y rocas circundantes inalteradas es una transición gradual.

3.1 Zona de corte de control de mineral

La zona de corte dúctil con tendencia NO en el área es de aproximadamente 1 km, superpuesta a las rocas fangosas de carbono en el área minera, cubriendo todos los cuerpos minerales conocidos. y distribución de puntos minerales. El ancho de banda de corte dúctil con tendencia NE es de aproximadamente 500 m, intercalado en la zona de corte dúctil con tendencia NO regional, y es el producto de la evolución progresiva de la zona de corte dúctil con tendencia NO regional. Debido a las múltiples actividades de corte hacia la izquierda y hacia la derecha de la zona de corte dúctil con tendencia NO regional, la zona de corte dúctil con tendencia NE en el área minera ha experimentado múltiples momentos de fuerte compresión, contracción y expansión, lo que proporciona un entorno favorable para la circulación. y convergencia de fluidos mineralizados. Las condiciones controlan la distribución del cuerpo mineral principal en el área minera (Figura 4).

3.2 Capas de roca que albergan mineral

Debido a la fuerte deformación por corte, las capas de lecho originales en el área minera han sido reemplazadas y las capas son equivalentes a la serie de roca negra en el Medio del Grupo Wandonggou, con carbono compuesto principalmente de esquisto milonítico, se encuentra en la zona de fuerte tensión de la zona minera. La composición química de la roca es equivalente a la de la roca arcillosa hidromica, con un contenido de carbono reducido de 1,53, un contenido de oro de 13,6×10-9~32,0×10-9 y un contenido de arsénico de 17,68×10-6~79,68×10. -6.

4 Origen de los depósitos minerales

4.1 Características geoquímicas de los depósitos minerales

4.1.1 Características geoquímicas de los elementos formadores de minerales

Tanjianshan el depósito de oro Au en filita alterada, esquistos y tipos similares de minerales está estrecha y positivamente correlacionado con As (RAu-As=0,943 7) y Sb (RAu-Sb=0,9082 As y Mo (RAs-Mo=0,9945), Sb); y Mo (RSb-Mo=0,9364) está estrechamente correlacionado positivamente; Mo está estrechamente correlacionado positivamente con As y Sb está estrechamente correlacionado positivamente con Te (RSe-Te=0,875 3). La matriz de correlación de elementos de mineralización se muestra en la Tabla 1 (Yu Fengchi et al., 1998).

Figura 4 Bosquejo de la estructura geológica del área del depósito de oro de Tanjianshan

(Según Yu Fengchi et al., 1998)

Ph: esquisto milonítico carbonoso Mb; —Mármol microcristalino; Sch—esquisto de cuarzo de mica; γοπ4—pórfido de granito de plagioclasa tardío γ3—gabro de Caledonia. 1—zona de corte dúctil; 2—zona de corte frágil; 3—yacimiento mineral

Tabla 1 Matriz de correlación de elementos de mineralización de filita y esquisto alterados (incluidos algunos minerales) en el depósito de oro de Tanjianshan

Nota: Valor crítico de correlación: R0,05=0,755; R0,01=0,875

Como se puede observar en la Tabla 2, Au y Mo (RMo- Au=0,7974) y Ag (RAu-Ag =0,4693) muestran una estrecha correlación positiva, lo que demuestra además que Au (Ag) y Mo se originan a partir de fluidos hidrotermales magmáticos. Además, W tiene una estrecha correlación positiva con Cu y Pb (RW-Cu=0,6275, RW-Pb=0,5239), lo que indica que tienen el mismo modo de migración geoquímica. Existe una estrecha correlación positiva entre los elementos As, Sb y Hg. Las correlaciones (RAs-Sb=0,9799, RAs-Hg=0,9574, RSb-Hg=0,9212) representan la fácil migración de componentes de baja temperatura en fluidos hidrotermales magmáticos, lo que sugiere que Au, As y Sb están en el tipo de esquisto-filita alterado. minerales Todos se derivan de fluidos hidrotermales magmáticos y son productos asociados de la orogenia de sincolisión varisca.

4.1.2 Inclusiones fluidas

Las inclusiones fluidas de cuarzo en esta zona minera incluyen inclusiones gaseosas, inclusiones gas-líquido, inclusiones líquidas e inclusiones de CO2. El tamaño de las inclusiones suele oscilar entre 5 y 10 µm. La temperatura promedio de homogeneización de las inclusiones fluidas de cuarzo es de 232 °C y la temperatura de explosión de la pirita es de 278 °C. Por lo tanto, se determina que la temperatura de formación del mineral debe ser de 232-278 °C, que es relativamente baja y constante. con el elemento mineralizador Au que representa condiciones de baja temperatura. La combinación de As, Sb y Hg es consistente. La salinidad de mineralización es de 0,16 a 8,9; la presión de mineralización estimada es de 12,16 a 23,21 Pa; la profundidad de mineralización estimada es de 0,6 a 1,0 km y es un depósito de oro epigenético. Esta característica es consistente con los diques y rocas de la mina de oro de Tanjianshan. Las características de la mineralización hidrotermal magmática de pórfido son consistentes.

Tabla 2 Matriz de correlación de elementos metalogénicos en las rocas intrusivas variscanas (incluidos algunos minerales tipo dique) en la mina de oro de Tanjianshan

Nota: Valor crítico de correlación: R0.05 = 0,460; R0,01=0,590. Según Yu Fengchi et al., 1998.

El componente principal del fluido formador de mineral es H2O (alrededor del 95%), y el componente en fase gaseosa es principalmente CO2, seguido de CO y CH4. La combinación de iones del fluido formador de mineral es del tipo. El valor de fugacidad de oxígeno ( ) del fluido formador de mineral varía entre -34 y -37, lo cual es característico de un ambiente reductor.

4.1.3 Isótopos estables

La composición isotópica de azufre del depósito, δ34S, varía entre el 3‰ y el 10‰, con muy pocos valores negativos. Esta composición de isótopos de azufre muestra que ha sufrido un proceso de homogeneización relativa y tiene las características del azufre magmático. Dado que su valor δ34S se desvía relativamente positivamente del azufre del meteorito, tiene las características del azufre magmático derivado de la corteza. El rango de distribución de los valores de composición de isótopos de azufre se superpone principalmente con el granito, lo que indica que el azufre proviene principalmente del magma granítico. Los valores de δ34S de muestras individuales son negativos, lo que indica que se agregó azufre a las rocas metamórficas (o rocas sedimentarias) cuando los fluidos hidrotermales magmáticos invadieron los esquistos de filita carbonosos para su mineralización.

Los isótopos de carbono (δ13CPDB) varían entre -12,9‰ a 3,2‰, lo que no supera el rango del carbono oxidado en el magma, por lo que su origen está relacionado con la roca magmática de la zona minera (se refiere principalmente). a pórfido intruído) Mismo origen. Los puntos de dispersión de proyección del agua de inclusión de fluido de cuarzo en el área minera caen principalmente dentro y cerca del área de intersección de agua metamórfica y agua de magma. Por lo tanto, se cree que la fuente de agua fluida es una mezcla de agua de magma y agua metamórfica. , y es posible que se agregue una pequeña cantidad de agua natural.

Los puntos de dispersión de la proyección de isótopos de plomo del esquisto carbonoso en el área minera caen muy lejos de la curva de evolución normal de los isótopos de plomo y tienen las características de plomo anormal, lo cual es consistente con la roca original de esquisto carbonoso que era rico en radiactividad cuando se formó. Los isótopos 238U y 236U están relacionados con el hecho de que la composición del isótopo de plomo es rica en plomo radiactivo. El isótopo de plomo de las rocas de pórfido de diorita en el área minera cae en el área anormal de plomo cerca de la curva de evolución normal del plomo, lo que indica que se mezcló con plomo estratigráfico durante el emplazamiento de las rocas intrusivas fuera del área minera (diorita de cuarzo, pórfido de plagiogranito); , pórfido Los puntos dispersos de la proyección de isótopos de plomo del feldespato) están dentro del rango de la curva de evolución normal del plomo desde minerales de tipo esquisto, pirita de roca huésped alterada, pirita en forma de vetas, pirita de mineral de tipo esquisto hasta minerales de pórfido de diorita, minerales de diorita, En pirita en mineral de pórfido, los puntos de proyección de isótopos de plomo están sucesivamente alejados del área de proyección de isótopos de plomo de esquisto carbonoso y más cerca del área de proyección de rocas intrusivas en la periferia del área minera dentro del rango de la curva de evolución del isótopo de plomo normal, que indica que el isótopo de plomo en el mineral existe en el esquisto carbonoso. Hay plomo anormal en las rocas y plomo normal que es homólogo a las rocas intrusivas. Además, la composición de isótopos de plomo de la pirita está más cerca del plomo magmático que la composición de isótopos de plomo de su mineral original. Teniendo en cuenta que el oro y la pirita están estrechamente asociados con el depósito, indica además que el oro proviene principalmente de fluidos hidrotermales magmáticos.

5 Origen y mecanismo de mineralización de los depósitos minerales

5.1 Fuente de minerales formadores de minerales

Como se mencionó anteriormente, el agua en el fluido formador de minerales de este El depósito es agua metamórfica y mineralización. La mezcla de agua magmática en el período Lissi; el azufre en el mineral es principalmente azufre magmático de granito, mezclado con azufre metamórfico, el carbono en el mineral es principalmente carbono magmático; mezcla de plomo magmático y plomo metamórfico En las rocas magmáticas Varisca, de básicas a ácidas a alcalinas, los contenidos de Au y As aumentan simultáneamente, y la correlación entre elementos muestra que bajo la acción de los agentes mineralizantes de As y Sb, Au y Mo se mueven juntos; Las fisuras estructurales dúctiles-frágiles migraron hacia esquistos de filita carbonosa y se depositaron para la mineralización, es decir, el Au provino principalmente de rocas intrusivas variscas.

5.2 Tipos de fluidos formadores de mineral y condiciones de formación de mineral

El fluido formador de mineral del depósito de oro de Tanjianshan es Na+-K+(Ca2+)-Cl-- en condiciones de reducción débil. condiciones tipo SO2-4-CO2-H2O. El rango de temperatura de mineralización es principalmente de 232~278℃; la salinidad del fluido es de 0,16~8,90; la presión de mineralización es de 12,16~23,21 MPa. Pertenece básicamente al tipo hidrotermal de temperatura media a somera.

5.3 Forma de transporte y condiciones de precipitación del Au

5.3.1 Forma de transporte del Au

Los datos experimentales de T M Seward (1973) mostraron que en solución alcalina En la solución, el complejo Au2(HS)2S2- es la forma principal de Au. En solución neutra, Au(HS)2- es la forma principal. En solución ácida, puede existir el complejo Au(HS). Los resultados experimentales también muestran que la solubilidad de los complejos de oro que contienen azufre en solución es máxima en ambientes neutros a ligeramente alcalinos. C A Wood et al. (1987) señalaron que el oro es un ion metálico blando, por lo que puede formar el complejo principal Au(HS)2- con iones disulfuro blandos en soluciones que contienen azufre. D M Shenberger y H L Barnes (1989) estudiaron la solubilidad del oro en soluciones de sulfuro solubles en agua a una temperatura determinada (150~350°C) y creyeron que Au (HS) 2- tiene la mayor estabilidad y que Au puede disolverse en Soluciones hidrotermales. Transporte de Au(HS)2 en el medio. T M Seward (1973) también señaló que debido a la relación geoquímica entre Au y As y Sb, en los depósitos epitermales se forman complejos de arsénico, azufre y azufre de antimonio, a saber, Au (AsS2) 0, Au (AsS3) 2- y Au (Sb2S4). ) etc. también pueden existir.

Boyle (1984) señaló que la fuerte fuerza de polarización de As y Sb y la fuerte deformabilidad de Au+ mejoran en gran medida la estabilidad del complejo formado por As, Sb y Au.

La pirita en el depósito de oro de Tanjianshan es un importante mineral aurífero y su contenido también es alto. Además, el mineral de oro, que es principalmente esquisto de filita carbonoso alterado, contiene Au, As y Sb. Existe una estrecha correlación positiva, por lo que se cree que las formas de transporte de Au en el depósito de oro de Tanjianshan son principalmente Au(HS)2-, Au(AsS2)0, Au(AsS3)2- y Au(Sb2S4).

5.3.2 Condiciones de precipitación del Au

Debido a que la precipitación de minerales es un proceso inverso a su disolución, la precipitación de minerales en fluidos formadores de minerales se basa en elementos formadores de minerales. y sus complejos La saturación y estabilidad del ligando complejo (como HS-, etc.) son requisitos previos. Los factores que provocan la descomposición de los complejos de oro que contienen azufre o la reducción de su solubilidad y precipitación son: ① La disminución de la temperatura reduce la solubilidad de los complejos de oro que contienen azufre en el fluido, lo que obliga al Au a precipitar. Se puede considerar que la disminución de temperatura durante el proceso de mineralización es causada por el intercambio de calor entre el fluido caliente que forma el mineral y la roca fría circundante durante su migración ascendente a lo largo de las fracturas debido a la diferencia de presión. ②Apertura del sistema de fluidos formadores de mineral. La apertura del sistema conducirá inevitablemente a la salida de los componentes fluidos S, As y Sb, lo que posteriormente provocará que el complejo formado por Au, S, As y Sb se descomponga y provoque la apertura de Au; El sistema también provocará que el azufre, el arsénico y el antimonio del Au penetren en la roca circundante, lo que provocará que la roca circundante se altere y la concentración del complejo se eleve por encima del estado de saturación. , provocando así la precipitación de Au. Además, la apertura del sistema también provocará la mezcla de agua en la roca metamórfica, lo que cambiará el valor del pH del sistema. La apertura del sistema también provocará que la presión baje, y estos cambios provocarán que la presión disminuya; Au complejo para descomponerse y precipitar.

5.4 Determinación de la edad de mineralización

5.4.1 Base geológica

Todos los yacimientos de la mina de oro de Tanjianshan se producen en el Grupo Wandonggou. El grupo de rocas está en filita carbonosa y esquisto. Además de la filita y el esquisto carbonosos, las rocas que contienen minerales también incluyen diques variscanos de ácido intermedio (algunos son diques básicos) que han sido estructuralmente rotos y alterados. El primero experimentó metamorfismo durante el período de formación de la zona de esquistificación regional con tendencia NO (Caledonia tardía-varisca temprana), deformación durante el período de formación de la zona de esquistificación con tendencia NNE (varisca media) y fluido hidrotermal magmático en la mineralización varisca tardía. , este último experimentó principalmente deformación durante el período de formación de la zona de esquistificación orientada al NNE y mineralización hidrotermal magmática a finales del período Varisco.

La estructura de pliegue de arrastre de capas intermedias a gran escala formada por la sección inferior de la Formación Rocosa Superior del Grupo Wandonggou en el área minera de oro de Tanjianshan controla la posición del depósito de oro. Las fisuras de las capas intermedias en sus alas. Las zonas de esquistificación, las zonas de fracturas dúctiles-frágiles dirigidas al NNE y NO y las zonas de escisión axial en forma de espalda formadas en la etapa posterior de la resurrección, así como las zonas de trituración de fracturas casi dirigidas al SN formadas en la etapa posterior de la resurrección, controlan el mineral. cuerpos del cinturón mineral principal y La morfología, aparición y distribución de cuerpos minerales esporádicos. Inicialmente se cree que el período de formación de la estructura de control del mineral (¿varisco medio?) es el límite inferior del tiempo de formación del depósito de mineral.

5.4.2 Geocronología isotópica

El pórfido de granito plagioclasa es el macizo rocoso de acidez media más grande del área minera. Ha engullido el cinturón estructural plegado con tendencia NNE en el área minera. , por lo que su tiempo de formación es ligeramente posterior a la zona de esquizofrenia NNE. Los yacimientos de oro se forman cuando los diques de diorita, dolomita y aplita sufren alteraciones. Por lo tanto, la edad de formación de dichos diques representa con mayor precisión el límite inferior del tiempo de formación de los depósitos de mineral. El pórfido de granito corta la veta de plagioclasa aplita, por lo que la edad de formación del pórfido de granito representa el límite superior del tiempo de formación del depósito. El valor de edad K-Ar del pórfido de granito de plagioclasa es 209,4 × 106 ~ 309,87 × 106 Ma, y el valor de edad Rb-Sr es 330,03 × 106 Ma, considerando que la fuerte actividad tectónica en esta área en el período posterior puede causar la pérdida de Ar. en la muestra y hacer que la edad K -Ar se haga más pequeña, por lo que se toma 330,03 × 106 Ma como edad de formación. Luego, la edad de formación de la zona de esquistación con tendencia NNE en esta área se puede determinar como hace 330,03 × 106 Ma, es decir, el período varisco medio.

La Yunhuangita que constituye el yacimiento de oro tipo veta tiene el valor de edad más pequeño (edad K-Ar de 288,9 × 106 Ma), por lo que su edad de formación se establece como el límite inferior de la edad de mineralización. El valor de edad K-Ar del pórfido de granito. Es 234,4 × 106 ~ 275,9 × 106 Ma, y su valor más alto de 275,6 × 106 Ma puede determinarse como el límite superior de la era de mineralización. Por lo tanto, el período de formación de este depósito es 288,9 × 106 ~ 275,9 × 106 Ma, que es equivalente. hasta el último período varisco. La edad K-Ar del pórfido de diorita seritizado con pirita es 294,29 × 106 Ma, mientras que la edad K-Ar del mineral de oro del pórfido de granito alterado es 268,94 × 106 Ma, lo que indica que la alteración ocurrió antes de la mineralización y prueba además que The Tanjianshan El depósito de oro se formó a finales del período varisco. Después de la formación del depósito, todavía había actividad de magma en el área minera y hubo una intrusión de pórfido de diorita de cuarzo del período Yanshan.

5.5 Mecanismo genético del depósito

Hay dos opiniones principales sobre el mecanismo genético del depósito de oro de Tanjianshan.

El depósito de oro de Tanjianshan está ubicado en la sección central y occidental del margen norte de la cuenca Qaidam Desde finales del período Caledonio hasta principios del Varisco, se formaron estructuras sinclinales compuestas con tendencia NO y estructuras sinclinales. la acción de la tensión de compresión regional cercana al SN; en el período varisco temprano, la dirección de la tensión de compresión cambió a la dirección NW-SE, formando estructuras de pliegues entre capas con tendencia NNE y zonas de esquistación que se extendieron en la misma dirección en el área de Tanjianshan. , y al mismo tiempo, se emplazaron pórfidos de granito de plagioclasa y los diques de aplita derivados se emplazaron a lo largo de las fallas de desprendimiento de capas intermedias de pliegues con tendencia NNE, zonas de escisión del plano axial de pliegues y fallas revivientes de tendencias NW y NNE a finales del período varisco; la estructura estaba aún más activa y los diques tipo aplita se pliegan sincrónicamente con la formación; después del período magmático, los fluidos hidrotermales llevan Au, As, Sb, Pb, S, C, H2O y otros componentes a la zona de fractura frágil NNE e interactúan. con las rocas circundantes como el esquisto-filita carbonoso altamente permeable. En el intercambio de calor y componentes, a medida que cambian las condiciones físicas y químicas (disminuye la temperatura, aumenta Eh, disminuye la presión, etc.), se forma el complejo Au-S-As-Sb. se descompone, el Au se deposita y se mineraliza, formando un depósito de oro tipo roca de alteración hidrotermal de temperatura epi-media (Cui Yanhe, 2000).

El depósito de oro de Tanjianshan está ubicado en el extremo norte de la cuenca Qaidam. La mineralización de oro está sincronizada con el metamorfismo de deformación por corte y ha experimentado la evolución de la etapa de mineralización por deformación por corte dúctil-frágil. depósito de oro típico de roca alterada sintectónica (Yu Fengchi, 1998).

Wei Gangfeng, Yu Fengchi. 1999. Discusión sobre la evolución estructural y el origen del depósito de oro de Jianshan en la playa de Qingtan, 21(4): 62～67

Yu Fengchi, Ma Guoliang, Wei Gangfeng et al. 1997. Las características geológicas del depósito de oro de Qingtan Jianshan y la importancia geológica de su composición de isótopos de plomo, (2): 9～18

Yu Fengchi, Wei Gangfeng, Sun Jidong et al. 1998. Modelo metalogénico del depósito de oro de Qingtan Tanshan. Revista del Instituto de Tecnología de Xi'an, 20(1): 19～22

Yu Fengchi, Wei Gangfeng, Sun Jidong et al. 1999. Depósito de oro de Qingtan Tanshan Composición material de los depósitos minerales y fuentes de materiales formadores de minerales Revista del Instituto de Tecnología de Xi'an, 21(4): 57～62

(Compilado por Li Jiemei y Wang Meijuan)